magmatismo rocas igneas mas importantes

OPOSICIONES AL PROFESORADO SECUNDARIA

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TEMA 4

MAGMATISMO. ROCAS GNEAS MS IMPORTANTES

1. MAGMATISMO: ORIGEN Y LOCALIZACIN DE LOS MAGMAS.

2. DEFINICIN DE MAGMA. COMPOSICIN QUMICA.

3. TIPOS DE MAGMAS. COMPOSICIN MINERALGICA.

4. CONSOLIDACIN MAGMTICA.

4.1 CRISTALIZACIN FRACCIONADA. 4.2 FASES DE LA CONSOLIDACIN. 4.3 DIFERENCIACIN MAGMTICA. 4.4 ASIMILACIN MAGMTICA. 4.5 EMPLAZAMIENTO DE LAS ROCAS GNEAS

5. CLASIFICACIN DE LAS ROCAS GNEAS. ROCAS GNEAS MS IMPORTANTES.

5.1. ROCAS PLUTNICAS. 5.2. ROCAS VOLCNICAS. 5.3. ROCAS FILONIANAS.

6. DISTRIBUCIN Y ORIGEN DEL MAGMATISMO SEGN LA TECTNICA DE PLACAS.

7. BIBLIOGRAFA


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TEMA 4

MAGMATISMO. ROCAS GNEAS MS IMPORTANTES

1. EL PROCESO MAGMTICO: ORIGEN Y LOCALIZACIN DE LOS MAGMAS

Las rocas magmticas (o gneas) estn originadas en un proceso magmtico: conjunto de acciones trmicas, qumicas, mecnicas y factores tectnicos que determinan o acompaan a la instalacin y consolidacin de un magma en el interior o en el exterior de la corteza terrestre.

Los magmas primarios se forman en la Astenosfera, pues en esta capa se dan las condiciones necesarias de presin y temperatura para lograr la fusin de los materiales rocosos. Se originan en el manto superior y en la base de la corteza, desde all sufren un proceso de migracin lento o rpido, segn su composicin qumica, instalndose en cmaras magmticas en el interior de la corteza hasta que se consolidan por enfriamiento, en el interior de la propia corteza o sobre su superficie.


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2. DEFINICIN DE MAGMA. COMPOSICIN QUMICA

Un magma es material rocoso parcial o totalmente fundido; es una mezcla compleja de silicatos fundidos que se encuentran a temperaturas elevadas (desde los 700 a Los 1000 o 1500C) y que contiene una proporcin considerable de agua y otros compuestos: CO2, F, Cl, Br, etc., que son voltiles a la presin ordinaria, pero que a la presin existente en el interior de la corteza, pueden permanecer incorporados al sistema en fusin.

La coexistencia de componentes de diverso grado de volatilidad en un magma tiene la importante consecuencia geolgica de que el punto de fusin de todo el sistema queda bastante por debajo del que correspondera a cada uno de los elementos aislados.

As, un magma puede originarse por: aumento de T, disminucin de la presin o adicin de agua.

El 99 % del volumen total de las rocas gneas est constituido nicamente por los ocho elementos geoqumicos ms abundantes: oxgeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio, y la fraccin restante por un gran nmero de elementos traza (titanio, fsforo, hidrgeno, cinc, nquel, cromo, estao, uranio, thorio, etc.,), muchos de los cuales se concentran en las rocas, dando yacimientos de inters econmico.

La composicin de las rocas magmticas se suele expresar como xidos de los elementos que lo forman (constituyen la norma composicional de cada roca).

La Slice (SiO2) es el xido ms abundante, constituyendo del 40 al 75 % del total. La relacin Si/O da una pauta para clasificar las rocas magmticas en cuatro grandes grupos:

Rocas cidas.................................................................> 66 % SiO2 Rocas intermedias.................................................... Del 52 al 66 % Rocas bsicas............................................................Del 45 al 52 % Rocas ultrabsicas.................................................................< 45 %

3. TIPOS DE MAGMA. COMPOSICIN MINERALGICA

La composicin qumica de los magmas se ha averiguado a partir del anlisis de las rocas magmticas a que dan lugar. Sin embargo, esto suele llevar a errores, ya que cuando un magma se solidifica, ha perdido en el proceso alguno de sus componentes mas mviles (H, F, Cl, S) y vapor de agua.

Se ha comprobado que el 99% del volumen total de rocas gneas est constituido nicamente por los 8 elementos geolgicos ms abundantes (O, Silicio, al, Fe, Ca, Na, K y Mg), el 1% restante por elementos traza (Titanio, P, H, Zn, Ni, Cr, Uranio...)


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La composicin de las rocas magmticas se suele expresar por la proporcin existente en la roca entre slice y minerales alcalinos (minerales con contenido apreciable es Na2O+ K2O), entre stos y minerales calcoalcalinos (CaO+ NaO+K2O) o entre minerales potsicos (riqueza apreciable en K2O).

La slice (SiO2) es el xido ms abundante, constituyendo del 40 al 75% del total. En cada tipo de roca, este porcentaje se distribuye en su mayor parte como slice ligado a otros xidos, originando los minerales silicatados:

- Neosilicatos: los ms importantes dentro de las rocas gneas son los olivinos [Si O4 (Mg, Fe)2]

- Filosilicatos: los ms importantes de las rocas gneas son las micas (moscovita o mica blanca; biotita o mica negra).

- Tectosilicatos: destacando el cuarzo (Si O2) como cristalizacin de la slice. Feldespatos potsicos (ortosa, sanidina o microclina)

Feldespatos calco-sdicos y plagioclasas (albita o feldespato sdico y anortita o feldespato clcico)

Feldespatos (leucita, nefelina) - Inosilicatos o silicatos en cadena: piroxenos y anfiboles.

Los minerales ricos en Fe y Mg (cloruro, piroxenos, anfboles y biotita) muestran, en general colores oscuros, y se denominan melanocratos o minerales oscuros o mficos. Predominan en los basaltos, por lo que stos son tambin rocas oscuras. Tienen una relacin Si : O, que disminuye, por lo que a las rocas donde predominan se les llama rocas bsicas (del 45 al 52% SiO2).

Cuarzo, feldespatos y moscovita son minerales de tonalidades claras y se denominan leucocratos o minerales claros. Las rocas donde predominan son roscas claras y se denominan rocas cidas (>66% Si O2), en las que predomina el cuarzo libre.

Los magmas, teniendo en cuenta su contenido en slice se clasifican en:

a) Silceos o cidos (grantico): Si O2 >66% como en el granito, la temperatura de fusin de sus materiales est comprendida entre 700-900C; adems son magmas muy viscosos.

b) Intermedios silceos (andestico): SiO2 entre el 50 y el 66% como en la cuarzodiorita.

c) Intermedios mficos (toletico): SiO2 entre el 52 y el 60% como en la diorita.

d) Mficos o bsicos (alcalino): SiO2 entre el 45 y el 52 % como en el gabro.

La temperatura de fusin de sus materiales est entre 1200-1300CX. Son magmas ms fluidos que los cidos.

e) Ultrabsicos o ultramficos: Si O2


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una acentuada escasez de slice en su composicin.

Esta caracterstica qumica de los magmas tiene gran importancia, ya que determina en parte las caractersticas mineralgicas y petrolgicas de las rocas que se forman a partir de ellos. Las propiedades fsicas de los magmas estn ntimamente relacionadas con su porcentaje en slice. De los silceos claros, viscosos, cidos y de menor densidad se va pasando a lo ultramficos casi negros, fluidos, bsicos y de mayor densidad.

Almina (Al2 O3) =18% Pueden sustituir al silicio en las redes cristalinas de feldespatos, feldespatoides piroxenos, anfiboles y micas. Su papel ms importante es como constituyente de los feldespatos.

xido de hierro (Fe O, Fe2 O3) y magnesio (Mg O) Presentes en olivinos, piroxenos, anfiboles y biotita (minerales ferromagnsicos), tambin pueden formar minerales accesorios como la magnetita, y se dan sobre todo en rocas bsicas y ultrabsicas.

Cal (CaO) Se da en los minerales ferromagnsicos y en las plagioclasas, aparece en un 10% en rocas bsicas y ultrabsicas y, en un 2% en rocas cidas, rara vez aparece como calcita (CaO3) en las rocas magmticas.

Alcalis (K2O, Na2O) Se combinan en los feldespatos alcalinos. Definen las series de magmas alcalinos.

Agua (H2O) Aparece como vapor de agua en los magmas y tambin introducidos en las redes espaciales de anfboles, micas y otros minerales en forma de radical hidrxilo (OH).

ORIGEN Y FORMACIN DE LOS MAGMAS. Gnesis magmtica

Los factores desencadenantes de la gnesis de una masa magmtica en un punto de la corteza terrestre son:

- Aumento de la temperatura de la masa de roca. -

Disminucin de la presin que soporta la masa rocosa.

-

Adicin de agua, con el consiguiente descenso del punto de slidos de la roca, lo que permite la formacin del magma a temperaturas inferiores.

Las causas de la fusin local de los materiales slidos de una regin terrestre pueden ser:

- calor provocado por la friccin de placas litosfricas o de los labios de una


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falla.

- calor emanado por sustancias radioactivas. - Descenso de la presin por corrimientos. - Accin de fundentes, gases o vapores procedentes de otras zonas que rebaje

el punto de fusin.

Los fenmenos de magmatismo tienen lugar preferentemente en regiones determinadas de la corteza terrestre, sobre todo en las zonas corticales correspondientes a los continentes donde la litosfera est considerablemente engrosada. En las zonas ocenicas, para que puedan originarse magmas, habra que llegar a grandes profundidades (donde se alcanzan las temperaturas necesarias para la fusin de las rocas, y originar los magmas por debajo de la discontinuidad de Mohorovicic) y sera el manto el que proporcionara los materiales para formar esos magmas profundos. Lo que s est comprobado es, que las rocas de origen gneo (originadas por enfriamiento del magma) aparecen solamente en zonas muy localizadas de la corteza terrestre, lo que hace sospechar que las elevadas temperaturas necesarias para provocar la formacin de magmas son fenmenos locales y peridicos.

El magmatismo, al igual que otros procesos de origen interno, puede explicarse en el contexto de la Teora de la Tectnica de placas. As, podemos establecer 3 modelos bsicos de gnesis magmtica adscrito cada uno a un sector determinado de la corteza terrestre:

1) Magmatismo en bordes de placa constructivos 2) Magmatismo en bordes de placa destructivos 3) Magmatismo en el interior de las placas.

1) Magmatismo en bordes de placa constructivos: ligado a procesos de divergencia o separacin de placas. Corresponde al magmatismo registrado en dorsales ocenicas y zonas de rift intracontinental y se explica, como resultado de un proceso de descompresin del material muy caliente que asciende (procedente del manto) en estas zonas, consecuencia de movimientos convectivos lentos en la astenosfera (magma de tipo toletico). El proceso de descompresin que genera los magmas se ve favorecido por la fracturacin de este tipo de lmite de placas.

2) Magmatismo en bordes de placa destructivos: ligado a procesos de convergencia o colisin de placas. Se corresponde con las zonas de subduccin que marcan este tipo de lmites entre placas. Es la intensa friccin entre las 2 placas implicadas en el proceso la que genera el aumento de temperatura necesario para que materiales rocosos entren en procesos de fusin (magma grantico y andestico).

La generacin de este magmatismo se ve favorecido por el aporte de agua procedente de la litosfera ocenica que subduce, que al ser expulsada hacia arriba, rebaja el punto de fusin del material suprayacente.


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3) Magmatismo en el interior de las placas: la formacin de las masas magmticas est ligada a la existencia de puntos calientes que son la expresin en superficie de la presencia de plumas convectivas, procedentes del lmite entre el manto y el ncleo, que entran en procesos de fusin por prdida de presin a decenas de kilmetros de la superficie. (magmas alcalinos).

La existencia de un punto caliente puede dar lugar a archipilagos de islas alargadas (islas Canarias e islas Hawai) como consecuencia del desplazamiento de las placas.

En el interior de los continentes, la existencia de puntos calientes afecta menos por el mayor espesor de la corteza terrestre.

En otros casos los procesos magmticos en regiones de intraplaca podran explicarse como resultado de grandes fracturas en la litosfera, ya que la descompresin subsiguiente podra causar que algunas rocas profundas alcanzasen el punto de solidez. Ejemplo Magmatismo del Macizo Central Francs.

4. LA CONSOLIDACIN MAGMTICA Y SUS FASES

La consolidacin magmtica es proceso por el cual un magma, a medida que desciende la temperatura y se enfra, solidifica, cristalizando los minerales que contiene. De esta manera se forman las rocas gneas o tambin llamadas rocas magmticas.

Los magmas deben ser considerados como sistemas fsico-qumicos de muchos componentes. Como todo sistema fsico-qumico, el equilibrio de un magma depende, en un momento dado, de la evolucin de tres factores principales: la composicin qumica, la presin y la temperatura. Estos factores y sus variaciones presiden el origen de un magma y su evolucin hasta una roca magmtica por enfriamiento del mismo.

4.1. Cristalizacin fraccionada del magma.

Cada uno de los componentes minerales presenta unas condiciones de estabilidad distintas, las cuales vienen modificadas por la presin de los dems componentes. Ello hace que la formacin y evolucin de un magma tenga lugar a travs de una cristalizacin fraccionada:

Un mineral es una fase slida estable, solamente, en determinadas condiciones de presin y temperatura. Por tanto, como a medida que un magma asciende y se enfra varan las condiciones de P y T, tambin varan las condiciones de estado de sus componentes y se forman cristales de minerales distintos para cada intervalo de P y T. En otras palabras, no todos los minerales cristalizan a la vez, sino unos a continuacin de otros a medida que van variando las condiciones de presin y temperatura.


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Diagrama de fases de la slice. A distintas presiones y temperaturas existen diferentes variedades polimorfas de la slice. En el punto A coexisten tres estructuras cristalinas en estado slido, cristobalita, tridimita y cuarzo b; en el punto B coinciden dos especies cristalinas en estado slido (cuarzo b y tridimita); en el punto O solo hay una especie cristalina.

Como quiera que los petrlogos se han encontrado con rocas magmticas y no con magmas (solamente en las erupciones recientes han podido ser estudiadas como tales los magmas), ha sido necesario recurrir a hiptesis de trabajo y modelos experimentales de laboratorio para comprender el origen y evolucin de las rocas magmticas.

La marcha general de la cristalizacin de un magma se esquematiza en las llamadas series de Bowen: al variar las condiciones de presin y temperatura, los minerales estables en unas condiciones dejan de serlo en otras (se observ este hecho en trabajos experimentales de laboratorio), y son reactivos con los que estn en estado gaseoso o lquido, producindose series de reaccin.

La serie clsica de Bowen representa la serie magmtica calcoalcalina, entre la que estn los granitos, los basaltos calcoalcalinos y las principales rocas gneas que se conocen comnmente. Hay adems otras series de reaccin: alcalina, toletica, potsica, intermedia, etc., que dan lugar a las restantes clases de rocas gneas. Se ve en esta serie como, a medida que se produce el enfriamiento, se forman varios minerales de manera sucesiva.


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La serie de reaccin de los minerales ferromagnesianos es discontinua porque a medida que se pasa de un intervalo de presin y temperatura a otro, desaparece un mineral y aparece el siguiente, cristalizando sucesivamente en sistemas y formas cristalinas distintas, sin formas intermedias (los minerales no tienen la misma estructura espacial); por el contrario la serie de las plagioclasas (minerales leucocratos) es continua, porque no se sustituyen bruscamente, sino mediante formas intermedias isomorfas, ya que todos los minerales tienen la misma estructura cristalina, siendo su composicin qumica la que vara.

5.1.1. Serie discontinua de los minerales ferromagnesianos.

a) Comportamiento de los olivinos. Los olivinos forman redes isomorfas (soluciones slidas) con miscibilidad completa a cualquier temperatura entre dos elementos extremos: silicato magnsico forsterita (Mg2SiO4) y silicato de hierro fayalita (Fe2SiO4).

En un enfriamiento lento se formar un nico mineral, el olivino, constituido al 50 % por forsterita y fayalita.

Si el enfriamiento es rpido la fayalita ser inestable en presencia de SiO2 y CaO, y desaparecer para dar lugar a los piroxenos.

b) Aparicin sucesiva de otros ferromagnesianos. Si existen en el medio los elementos qumicos necesarios (Ca, K,..), los piroxenos se harn inestables en presencia de slice, y darn lugar a los anfiboles, los cuales, si sigue habiendo stock de slice, reaccionarn con ella y darn lugar a las micas negras. La mica blanca (moscovita) es un mineral leucocrato sin embargo pertenece a la serie de los minerales ferromagnesianos, este hecho se explica por que la moscovita aparece como mineral residual a bajas P y T cuando la biotita (mica negra) ha consumido en su formacin todo el Fe y Mg disponible. El cuarzo es el ltimo mineral que se forma, a muy bajas P y T (hacia los 900C), siempre y cuando haya SiO2 disponible (residual).

5.1.2. Serie continua de los minerales leucocratos.

a) Serie de las plagioclasas (anortita, CaAlSi2 O8 , albita, NaAlSi3 O8). Las plagioclasas presentan miscibilidad completa a cualquier temperatura. En la evolucin pueden ocurrir dos cosas:

Si el enfriamiento es lento los primeros cristales formados y el lquido residual reaccionan completamente, y se obtienen una mezcla del 55% de anortita y 45% de albita como una plagioclasa nica, la labradorita.

Si el enfriamiento es rpido, los primeros cristales que aparecen son ricos en Ca (anortita), por lo que la mezcla se enriquece en Na.

b) Feldespatos potsicos. Cuando el medio inicial tiene una cantidad aproximadamente igual de ortosa (feldespato potsico) y de albita (feldespato sdico) a muy alta temperatura, cristaliza un feldespato nico, que es una


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solucin slida de ambos trminos con K y Na. Pero cuando empieza a disminuir la temperatura, las dos especies se disocian coexistiendo.

c) Cuarzo y Feldespatoides. Si hay suficiente slice en el medio, cuando disminuye la temperatura se forma cuarzo; si el medio es deficitario en slice se forman feldespatoides.

Los minerales estables a altas temperaturas, parte alta del esquema, representan las zonas ms profundas de la corteza terrestre, donde la presin es tambin mayor. Los ms estables a bajas temperaturas se forman muy cerca de la superficie o en ella.

En trabajos experimentales con una mezcla hipersilcica, los minerales se van organizando, segn se enfran, en las dos ramas de la serie de Bowen; al final slo coexisten los minerales finales de las serie (cuarzo, micas, ortosa). Por el contrario cuando la mezcla es pobre en slice, las reacciones se interrumpen y los minerales del comienzo de las series permanecen (olivinos, piroxenos, anfboles, anortita), son estables aun cuando desciende la temperatura.

Es por tanto la cantidad de slice presente en un magma quien determina la reactividad entre los minerales a medida que disminuye la temperatura.



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4.2. Fases de la consolidacin magmtica.

Al descender la temperatura de un magma se suceden tres fases, hasta que se consigue la consolidacin total por enfriamiento:

a) Fase ortomagmtica. Durante ella la temperatura desciende hasta casi los 500C, producindose la cristalizacin de la mayora de los minerales leucocratos y melanocratos contenidos en un magma, segn las series de reaccin descritas.

b) Fase pegmattico-neumatoltica. Tiene lugar alrededor de los 500C, temperatura en la que el cuarzo y la ortosa cristalizan simultneamente, formndose completamente la roca. En el lquido residual se concentran los voltiles, y al aumentar la presin, penetra en las zonas perifricas al plutn, originando una aureola de metamorfismo de contacto, en la que se suelen localizar dos tipos de yacimientos: neumatolticos y pirenometasomticos. Los minerales as formados dan por agregacin las pegmatitas, va asociada a filones de yacimientos de minerales de gran inters como wolfranio, estao, litio, molibdeno y, sobre todo los que forman las llamadas tierras raras.

c) Fase hidrotermal. En la que se forman soluciones hidrotermales (soluciones acuosas a alta temperatura) entre el agua y los dems compuestos solubles del magma (CO2, F, Cl, Br, etc.,). Estas soluciones, ayudadas por la presin del vapor de agua, ascienden por grietas, fracturas y planos de estratificacin de las rocas confinantes, siendo la causa de la formacin de yacimientos filonianos en la periferia de los grandes batolitos. En dichos filones se suelen concentrar gran cantidad de elementos metlicos accesorios de gran inters minero. En Espaa son importantes los yacimientos de plomo y plata de Linares y La Carolina (Jan).

4.3. Diferenciacin magmtica.

El magma inicial primario, que segn hemos dicho se forma en la Astenosfera, es de naturaleza basltica, una mezcla de basalto, peridotita y dunita de nombre pyrolita, da lugar, en virtud de la cristalizacin fraccionada, a los denominados magmas derivados que originarn los distintos tipos de series magmticas.

La evolucin de los magmas derivados a partir de uno primario se explica porque en cualquier momento de la consolidacin coexisten una fraccin slida, que contiene los cristales formados en es e intervalo de P y T, y una fraccin lquida residual. Estas fracciones tienen una composicin qumica diferente, aunque su suma total reproduzca la composicin del magma inicial primario. (De ah que para deducir la composicin del magma primario nos valga con analizar los minerales consolidados de las rocas ya formadas.)



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Aunque son reactivas entre s, ambas fracciones pueden diferenciarse y separarse a lo largo de su evolucin por diversos mecanismos:

a) Diferenciacin por gravedad. Los cristales formados a alta presin y temperatura, que son los que primero se consolidan, suelen ser ms densos que la fraccin restante, y tienden a ir al fondo (lgicamente, se diferencian primero los ferromagnesianos, ms pesados, por lo que las rocas del fondo de un plutn sern ms bsicas que las superficiales). Esta diferenciacin explica las rocas plutnicas con estructura bandeada con capas de cristales depositados segn peso, que dan al conjunto un aspecto estratiforme.

b) Diferenciacin por compresin. Supone que la fraccin slida no desciende por gravedad al fondo de la masa plutnica, sino que queda formando una mas a o red de cristales ya consolidados, entre los que se escapan por compresin los componentes fluidos del magma: Este mecanismo puede explicar las masas segregadas y filones que existen dentro, o en la periferia, de un plutn.

c) Diferenciacin convectiva por difusin trmica. Ocurre cuando en el seno de la masa magmtica existen diferencias de temperatura, con lo que se producen movimientos convectivos de parte de la masa magmtica, que hace los materiales disueltos tiendan a concentrarse, por efecto Scoret (la ley Scoret dice que en toda disolucin salina homognea, desigualmente calentada, la concentracin aumenta en las partes ms fras, y disminuye en las ms calientes), donde la temperatura es ms alta, y los minerales cristalizados hacia las zonas ms fras.

Los magmas baslticos engendran, por diferenciacin, diferentes tipos de lavas, destacando dos series: serie toletica y serie alcalina. Las diferencias entre basalto alcalino y basalto toletico se expresan en el cuadro siguiente:

Basalto alcalino Basalto toletico

Muy rico en olivinos Poco rico en olivinos Pobres en plagioclasas Ms rico en plagioclasas Ricos en piroxenos clcicos Pobres en piroxenos clcicos Menos silice Ms silice

En las dorsales ocenicas se dan basaltos de tipo toletico, mientras que en las regiones continentales estables, los basaltos son alcalinos.



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4.4 Asimilacin magmtica

Un magma al ascender y encontrar rocas de diferente composicin y estado fsico-qumico, puede fundirlas en parte y englobarlas dentro del magma, asimilndolas. Estas inclusiones dentro de la roca magmtica reciben el nombre de enclaves. Son muy tpicos los enclaves en los granitos, a los que se suele llamar gabarros. Se trata de concentraciones de minerales melanocratos asimilados por el magma grantico.

4.5 Emplazamiento de las rocas gneas

Las rocas magmticas o gneas son las expresin final del proceso de solidificacin de los magmas. Se clasifican atendiendo al lugar o modo donde ocurre esta solidificacin.

1. Si la cristalizacin o solidificacin se ha producido en profundidad, tras lento enfriamiento, dentro de la cmara magmtica o en otras zonas sin comunicacin con el exterior, se producen las rocas gneas plutnicas o intrusivas (el magma cristaliza lentamente en el interior de la corteza). Son rocas totalmente cristalizadas.

2. Rocas gneas volcnicas o efusivas, son aquellas que se originan cuando el proceso de enfriamiento es rpido, bien porque el magma ha salido directamente a la superficie o porque ha llegado cerca de ella en su proceso de ascenso. El tiempo de formacin de la roca es corto y la cristalizacin de los minerales deficiente. El magma cristaliza rpidamente en la superficie de la corteza.

3. Rocas gneas filonianas, son aquellas que se forman cuando los magmas formados en profundidad ascienden hacia zonas superficiales, aprovechando las fracturas o fallas producidas por tensin y se consolidan a lo largo de estas grietas de la corteza terrestre. Son las rocas formadas en condiciones de profundidad y de velocidades de enfriamiento intermedias entre las plutnicas y las volcnicas. Las caractersticas de cristalizacin tambin son intermedias con una variabilidad continua entre rocas muy parecidas a las plutnicas y rocas semejantes a las de origen volcnico.

5. CLASIFICACIN DE LAS ROCAS MAGMTICAS

Las rocas se clasifican sobre tres parmetros: mineraloga, estructura y textura. Bsicamente la clasificacin se suele expresar mediante cuadros, en los que se puede llegar a determinar que tipo de roca es la que estamos estudiando, si analizamos su composicin mineralgica y el tipo de textura que presenta (Tabla 9.3).



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La textura es el parmetro que cuantifica el tamao y disposicin del grano mineral, es decir la granulometra, as tenemos cuatro tipos de texturas bsicos:

- Granos minerales grandes. Caracterizan las rocas plutnicas, implican un enfriamiento lento en el interior de la corteza. Todos los minerales se presentan cristalizados.

a) Textura granuda: es el ms frecuente en las plutonitas (p.ej.: granitos, sienitas, gabros, peridotitas, etc.,). Los cristales son milimtricos: l mm-1cm.

b) Textura apltica: tpico de las rocas filonianas aplitas, donde los cristales son inframilimtricos (< l mm).

c) Textura pegmattica: tpica de las pegmatitas, rocas filonianas, en las que los cristales son gruesos del orden de centimetros o incluso, a veces, decmetros (>1 cm).

- Granos minerales pequeos. Solamente una parte de los granos son visibles a simple vista (la mayor parte son microscpicos). Implican un enfriamiento rpido tpico de rocas volcnicas y algunas filonianas en las que el magma se enfra rpidamente al entrar en contacto con las paredes del filn o grieta. Se desarrollan grandes cristales automorfos (Se habla de cristales automorfos o idiomorfos (dios = propio) a los cristales que se desarrollan bien y presentan formas geomtricas regulares propias de sus sistemas cristalinos, y de cristales xenomorfos o alotriomorfos (xeno = allotrios = extrao) a los que se adaptan a los huecos y espacios libres y no desarrollan bien sus formas geomtricas), fenocristales, rodeados de una pasta que, a simple vista, parece homognea, pero que al microscopio aparece formado por pequesimos cristales, microlitos. Al microscopio se distinguen:

d) Textura microgranuda. Toda la roca es cristalina pero el tamao de grano muy pequeo y aparece a simple vista como una pasta.

e) Textura microltica o porfdica. Es la ms frecuente y caracterstica de las vulcanitas y en los prfidos (rocas filonianas), est constituida por fenocristales rodeados de microlitos, formados a su vez en medio de una pasta vtrea amorfa.

Dentro de la estructura microltica se suelen distinguir las variedades siguientes:

* Porfdico - hipocristalina. Fenocristales, pasta y microlitos en proporcin aproximada.

* Porfdico - vtrea (vitreofdica). Domina la pasta amorfa (enfriamiento muy rpido).

* Porfdico - holocristalina. Dominan los fenocristales y microlitos sobre la pasta(enfriamiento ms lento). Tpica de rocas filonianas.



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- No hay granos minerales. Toda la roca est constituida por materia amorfa. Implica un enfriamiento muy rpido, en superficie.

f) Textura vtrea. Solo se da en algunas rocas volcnicas como la obsidiana o vidrio volcnico.

- Coexisten granos minerales grandes y pequeos.

g) Textura oftica. Indica dos momentos de cristalizacin distintos: un enfriamiento lento y progresivo seguido de un rpido enfriamiento, forman un entramado de cristales grandes cuyos huecos se rellenan de microcristales. Propia de rocas ultrabsicas filonianas y subvolcnicas como las ofitas o diabasas.

A parte de las macroestructuras o formas de afloramiento, hay estructuras que son observables en toma de mano. Llamamos estructura a la disposicin espacial o arquitectura de los caracteres de una roca y su disposicin en el terreno, como la distribucin espacial de los minerales, esquistosidad, la alineacin, foliacin, etc., y sus deformaciones, visibles a simple vista.

= Estructura tabular (gnesica): disposicin en capas o planos (ms propia de las rocas metamrficas) dibujando una burda estratificacin.

= Estructura vacuolar o porosa: se forman poros cuando escapan los gases voltiles; es tpica de vulcanitas (por ejemplo la piedra pmez)

= Estructura fluidal o lineal: se observa una orientacin de los cristales debido al fluir del magma.

= Estructura orbicular. La roca presenta esferoides hasta de varios cm de dimetro, constituidos por capas concntricas alternantes de diversos colores (correspondiente cada uno a un mineral).

= Lavas almohadilladas (o pillow - lava). Cuando la lava fluye en el ocano parece un montn de fideos solidificados.

= Estructura cordada. Cuando la lava fluye por la superficie terrestre forma micropliegues en la corteza superior de la lava al solidificarse al contacto con la atmsfera.

= Lavas en bloque. En coladas subareas, si las lavas son viscosas, se fragmentan en bloques irregulares (caractersticas en las Islas Canarias).

= Estructura columnar. Se observa en grandes coladas y en lava de chimeneas volcnicas: si la composicin de la lava es muy homognea, al enfriarse se contrae y fragmenta formando columnas hexagonales o pentagonales e incluso octogonales.

Mineraloga. Las rocas no se clasifican por todos sus minerales sino por unos determinados, minerales fundamentales. Son minerales que informan muy bien sobre el origen de las rocas (a diferencia de los minerales accesorios). La clasificacin mineralgica se expresa a travs de diagramas.



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Los minerales fundamentales para las rocas gneas son CUARZO (Q), FELDESPATO ALCALINO (A), PLAGIOCLASAS (P), FELDESPATOIDES (F) y el resto de MINERALES FERROMAGNESIANOS (M).

En una primera discriminacin hemos de diferenciar rocas con contenido en M de ms del 90%, plutonitas y vulcanitas mafticas, del resto de las rocas gneas (con contenido en M que escila desde el 0 al 90%).

Los trabajos experimentales han demostrado que Q y F son incompatibles. Los feldespatoides son feldespatos deficitarios en SiO2: los feldespatos son los primeros en cristalizar, si consumen toda la slice disponible no se podr formar cuarzo, pero si feldespatoides. Ello reduce la clasificacin para las rocas en las que los minerales ferromagnesianos abarcan entre el 0 y el 90% del volumen total de las mismas a dos diagramas triangulares de base comn: clasificacin de Streckeissen (1966).

1. Principales tipos de rocas endgenas.

Segn su origen, las rocas magmticas se clasifican en: Intrusivas o plutnicas (plutonitas). Si la velocidad de enfriamiento es

pequea y la presin a la que se ve sometido el magma muy elevada, la cristalizacin puede durar periodos del orden de millones de aos en el interior de la corteza terrestre; se originan una serie de rocas bien y totalmente cristalizadas.

Efusivas o volcnicas, y subvolcnicas, (vulcanitas). Cuando las



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condiciones de enfriamiento son ms rpidas, bien porque el magma ha llegado suficientemente cerca de la superficie en su inyeccin o incluso porque se extiende por ella, la presin envolvente es la atmosfrica o casi y el tiempo de consolidacin muy breve. Los minerales no tienen tiempo de ordenar sus partculas adecuadamente, por lo que queda una materia microcristalina englobando algunos cristales ms o menos bien formados.

Filonianas. Se encuentran todos los trminos de transicin entre ambos tipos, por lo que es necesario establecer un tercer grupo de rocas. En el se incluyen todas aquellas en la que la cristalizacin ha sido intermedia o que presentan una composicin muy particular debido a que los elementos de mayor movilidad escapan formando soluciones fluidas que han acabado enfriando y cristalizando en fracturas, grietas y filones, de las rocas encajantes.

* A aquellas rocas filonianas cuya composicin es similar a las plutnicas, las llamamos asqusticas.

* A las que tienen composicin difcilmente referible a las de las rocas plutnicas las llamamos diasqusticas.

5.1. Rocas plutnicas. Son rocas restringidas a zonas continentales.

A. GRANITOS.

La familia de los granitos est definida por la coexistencia de dos minerales leucocratos ricos en slice: feldespato potsico (ortosa) y cuarzo, en menor proporcin moscovita (mica blanca) y algunos ferromagnesianos. Poseen textura granuda o microgranuda (microgranitos) propias de un enfriamiento lento bajo la corteza terrestre.

Granito sensu stricto. Constituye la especie ms rica en ortosa, muy cida con solo un 20% de cuarzo y un porcentaje muy bajo de minerales ferromagnesianos.

Granodiorita. La plagioclasa constituye el feldespato dominante, y los minerales ferromagnesianos llegan hasta un 20 % del volumen total de la roca, por lo que presenta colores ms obscuros que el granito.

B. SIENITA.

Est formada por ortosa y hornblenda (anfibol) como ferromagnesiano dominante, siendo como un granito sin cuarzo. Presenta textura granuda o microgranuda lo que implica un enfriamiento lento pero en condiciones de temperatura y presin mayores que el granito. Tiene color rosado carne (debido a la ortosa) entre los que destacan los minerales de hornblenda, de color verde, tambin suele estar presente la biotita (mica negra) y no contienen feldespatoidcs.



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C. DIORITA.

La diorita es una roca plutnica de textura granuda o microgranuda que solidifica a presin y temperatura ms alta que la sienita, con lo que los minerales predominantes son plagioclasas sdico - clcicas (aridesina) como minerales leucocratos y hornbleda como melanocrato siendo de color blanco salpicado de negro si dominan los leucocratos o negra salpicada de blanco si domina la hornblenda sobre los minerales blancos.

D. GABROS Y ANORTOSITAS.

Gabro. Son rocas bsicas (poco SiO2) de colores obscuros, grises o verdosos, de textura granuda o microgranuda formados a altas presiones y temperaturas y enfriamiento muy lento, as sus minerales esenciales son los iniciales de las series de reaccin: piroxenos, augita, como ferromagnesianos y anortitas (plagioclasa clcicas) del tipo labradorita, como leucocratos, y sus accesorios cualquiera de los restantes (olivino, cuarzo, hornblenda, etc.,).

Anortosita. Son rocas granudas, de grano muy grueso, lo que implica una consolidacin a temperatura y presin muy alta en el inicio de la serie de reaccin de las plagioclasas y, por tanto, constituidas en un 90 - 100% por anortitas del tipo labradorita o bitowita. Suelen encontrarse en grandes masa independientes o como cuerpos intrusivos de orden menor dentro de cuerpos plutnicos bsicos bien diferenciados.

E. PERIDOTITAS y ROCAS ASOCIADAS.

Peridotita. Es una roca ultrabsica (pobre en SiO2), de color obscuro y gran densidad, de textura granuda y consolidada a gran temperatura y presin constituida casi exclusivamente por minerales melanocratos del inicio de la serie como el olivino (o peridoto, de ah su nombre). Son cuerpos intrusivos de pequea extensin, y se supone que se trata de fragmentos del manto inyectados en la corteza durante los movimientos orognicos.

Kimberlitas. Rocas ultrabsicas que vienen a ser como peridotitas micceas. Su importancia estriba en que entre ellas se encuentran los diamantes.

5.2. Rocas volcnicas.

A. ROCAS PIROCLSTICAS.

Son rocas de carcter fragmentario, formadas a expensas de los materiales que arroja un volcn: bombas, lapilli y cenizas.

Tobas volcnicas. Resultan de la consolidacin de las cenizas y el



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lapilli, que se depositan formando capas. Brechas de explosin. Acumulacin de bombas y rocas consecuencia

de la explosin y cementados por lavas viscosas o cenizas a elevada temperatura.

Conglomerados volcnicos. Acumulacin y cementacin de rocas volcnicas de cualquier tipo. En realidad se trata de rocas sedimentarias cuyos clastos son de origen volcnico.

B. ROCAS VOLCNICAS.

Formadas por la solidificacin de la lava. Se dan tanto en regiones ocenicas como en continentes.

Basaltos. Rocas obscuras consolidadas a altas temperaturas y presiones por rpido enfriamiento. As sus minerales predominantes son los iniciales de las series de reaccin: olivino, piroxenos (augita), entre los ferromagnesianos, y plagioclasas, entre los leucocratos, como minerales accesorios podemos encontrar cualquiera de los restantes de ambas series. En general, los magmas baslticos son muy fluidos y, por esa razn son rocas bolocristalinas o contienen poco vidrio. Suelen tener textura microltica, destacada, a simple vista, los fenocristales de olivino (verdes), augita (negros) y anortita (blancos), sobre una pasta obscura, vidrio y microlitos, que forma la mayor parte de la roca. Son observables estructuras de tipo fluidar, almohadilladas, cordadas y columnares.

Andesitas y riolitas. Son rocas consolidadas a menor temperatura y presin que los basaltos y rpido enfriamiento presentando textura microltica, perceptible a veces a simple vista, con colores no muy obscuros, ya que estn formados principalmente por plagioclasas, piroxenos y anfboles.

Obsidiana. Es un vidrio volcnico, de color negro, pardo o gris. Es materia amorfa consolidada por rpido enfriamiento en condiciones superficiales.

Pumita o piedra pmez. Es una roca amorfa, textura vtrea, y esponjosa, estructura vacuolar, debido a las mltiples cavidades formadas por los gases del magma al escapar.

5.3. Rocas filonianas.

La clasificacin de las rocas filonianas se basa en su textura y composicin. Las principales son las siguientes:

A. PRFIDOS.

Presentan textura porfdica o microltica, que indica que el enfriamiento es rpido. Los fenocristales suelen ser de minerales leucocratos (cuarzo, feldespatos) y los microlitos y la pasta vtrea es de estos mismos componentes y



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minerales ferromagnesianos.

Puede haber prfidos de composicin anloga a cualquier roca plutnica, ya que proceden de porciones segregadas de magmas plutnicos.

B. APLITAS.

Parecidas a los granitos, aunque de grano ms fino (textura apltica( 1 cm) de cuarzo y ortosa, muy bien critalizados, lo que implica un enfriamiento muy lento. Los diques de pegmatitas suelen tener un trazado muy irregular.

En las pegmatitas aparecen gran cantidad de minerales de inters industrial segregados en la fase pegmattico - neumatoltica de la consolidacin. Son importantes las concentraciones de minerales radiactivos, moscovita, topacio, berilo, turmalinas, circn, etc.

6. DISTRIBUCIN Y ORIGEN DEL MAGMATISMO SEGN LA TECTNICA DE PLACAS

El concepto de serie de rocas gneas lleva implcito que los magmas originarios deben ser primarios, es decir, originados por la fusin parcial o total de un material preexistente, y que las rocas que integran la serie se han generado por diferenciacin.

Habr, pues, tantos tipos de magmas como series de rocas gneas perfectamente establecidas. En el panorama actual de la petrologa se aceptan nicamente tres series bien definidas: la alcalina, la toletica y la calcoalcalina.

La distribucin de las series en el espacio y su origen se interpreta hoy de modo coherente con la tectnica de placas.



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A. BORDES CONSTRUCTIVOS DE PLACA.

Zonas de dorsales ocenicas.

Se dan magmas baslticos de tipo toletico. Su origen puede estar en la fusin parcial (20-30%) del manto superior debajo de las dorsales como consecuencia del ascenso convectivo de una porcin del mismo, desde zonas de P y T elevadas a otras de menor P y T.

La separacin de dos placas ocenicas en el eje de la dorsal favorecera la ascensin y salida de este magma por el eje de la misma.

Zonas de rift intracontinental.

Los rift valley pueden representar dorsales ocenicas incipientes. Si debajo de ellas se produce una perturbacin trmica elevada, los rift evolucionan rpidamente y puede tener lugar la separacin de las dos placas, generndose un ocano incipiente.

En los rift intracontinentales como los del Dekn (India), predominan los magmas toleticos; en otros, como los africanos, los basaltos alcalinos.



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B. BORDES DESTRUCTIVOS DE PLACA.

Margen continental activo.

En estas zonas se dan granitos, andesitas y basaltos de la serie calcoalcalina, los cuales se forman al tiempo que se est produciendo una cadena de montaas por subduccin de la placa ocenica por debajo de la continental.

La friccin que se produce en el descenso de la litosfera genera una cierta cantidad de calor, que es trasmitida hacia el interior de la placa. La temperatura alcanzada puede producir la fusin parcial de la corteza ocenica que subduce, originndose magmas calcoalcalinos. Si estos magmas cristalizan en profundidad

mientras ascienden, originan batolitos granticos.

Margen ocenico activo.

La corteza ocenica subduce bajo corteza ocenica. En ellas se dan toda la gama de rocas volcnicas calcoalcalinas. La corteza ocenica subducente fundida parcialmente asciende rpidamente hasta la superficie dando lugar a un vulcanismo explosivo de tipo andestico originando las zonas de arcos isla.

C. BORDES PASIVOS.

Son las zonas de fallas transformantes. En ellas tienen lugar movimientos de cizallamiento, los cuales favorecen la intrusin de rocas desde el manto superior. El magmatismo de estas zonas, basaltos y gabros, es escaso. Cuando existe es de tipo alcalino, y las cmaras magmticas estn a mayor profundidad que las zonas de dorsal ocenica.

D. ZONAS DE INTRAPLACA.

El magmatismo de las zonas de intraplaca est relacionado con anomalas trmicas puntuales (puntos calientes o hot - spots) en el manto superior. Estas anomalas originan el ascenso diaprico (plumas trmicas) del material del manto hacia zonas ms superficiales. La disminucin de la presin que implica este ascenso provoca la fusin parcial del manto ascendente. Los puntos calientes se forman por la fusin por desintegracin radiactiva de los materiales del manto.

Por este mecanismo se explica el vulcanismo de las islas ocenicas (por ejemplo, Canarias) y de las dorsales assmicas en el interior de placas ocenicas, y de complejos de rocas intrusivas en el interior de los continentes.



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9. BIBLIOGRAFA

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- KREITER, M., Investigacin y prospeccin geolgica, Ed. Paraninfo, Madrid, 1978

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- MATIAVER, M., Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre, Ed. Omega, Barcelona, 1976.

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